Mineralogía magnética como indicador de sequía en los sedimentos

Revista Mexicana de Mineralogía
Ciencias Geológicas,
v. de
25,sedimentos
núm. 1, 2008,
p. 21-38
magnética
lacustres,
Santa María del Oro, occidente de México
21
Mineralogía magnética como indicador de sequía en los sedimentos
lacustres de los últimos ca. 2,600 años de Santa María del Oro,
occidente de México
Gabriel Vázquez-Castro1,*, Beatriz Ortega-Guerrero2, Alejandro Rodríguez3,5,
Margarita Caballero2 y Socorro Lozano-García4
1
Posgrado en Ciencias de la Tierra. Instituto de Geofísica, Universidad Nacional Autónoma de México,
Cd. Universitaria, 04510 México D.F.
2
Instituto de Geofísica, Universidad Nacional Autónoma de México, Cd. Universitaria, 04510 México D.F.
3
Posgrado en Ciencias del Mar y Limnología, Universidad Nacional Autónoma de México, Cd. Universitaria, 04510 México D.F.
4
Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Cd. Universitaria, 04510 México D.F.
5
Facultad de Estudios Superiores Iztacala, Universidad Nacional Autónoma de México, 54080 Tlalnepantla, Estado de México.
* gvazquez@geofisica.unam.mx
RESUMEN
En una secuencia de sedimentos laminados del lago Santa María del Oro (Nayarit, occidente de
México), que abarca aproximadamente los últimos 2,600 años, llevamos a cabo el análisis integrado de
la mineralogía magnética, el contenido de carbono orgánico e inorgánico, y la abundancia de algunos
elementos como Ti y Zr, con el propósito de construir un modelo de las condiciones paleoambientales.
La secuencia es particularmente importante, ya que contiene un registro de alta resolución de los
cambios climáticos y ambientales ocurridos durante el Holoceno tardío en el occidente de México. Los
análisis llevados a cabo en este estudio permitieron distinguir cambios abruptos, identificar intervalos
secos y comparar estas variaciones con los registros disponibles para el centro de México. Las
laminaciones en los sedimentos son causadas por variaciones en sus componentes principales: detritos
litogénicos, carbonatos autigénicos y biogénicos, y material amorfo de restos biológicos y volcánicos.
Las acumulaciones volcaniclásticas incluyen dos tefras, una de ellas identificada como la Toba Jala,
producida por el volcán Ceboruco. Se reconocieron seis facies características compuestas por capas de
limo, arena y turba. En la secuencia sedimentaria hay intervalos con horizontes caracterizados por alto
contenido de carbono inorgánico, siderita autigénica, y la pérdida por disolución de la fracción más
fina de minerales ferrimagnéticos (magnetita) en condiciones reductoras, sobre los que se presenta un
aumento en la concentración de minerales ferrimagnéticos de tamaño fino y ocasionalmente ultrafino.
Esta alternancia representa ciclos de disolución y precipitación de minerales magnéticos por variaciones
de las condiciones anóxicas/óxicas en los sedimentos durante épocas cálidas y secas, especialmente
entre 600 y 1140 dC, y entre 1410 y 1830 dC, que coinciden con la sequía registrada al final del periodo
arqueológico Clásico (300 – 900 años dC), la Pequeña Edad de Hielo (1350 – 1800 dC) y las sequías
de los últimos 700 años.
Palabras clave: magnetismo ambiental, paleolimnología, sequía, Holoceno, Santa María del Oro,
Mexico.
ABSTRACT
Combined magnetic mineral, organic and inorganic carbon content and geochemical analysis
were conducted on laminated sediments from Santa Maria del Oro, a crater lake in Nayarit (western
Mexico), to build up a model of the paleoenvironmental conditions for the last 2,600 years. This sequence
22
Vázquez-Castro et al.
is of particular importance as it constitutes a high resolution record of late Holocene climatic and
environmental change in west-central Mexico. The analyses attained in this study allowed to recognize
abrupt changes, to identify dry periods, and to compare these variations with available records in central
Mexico. Laminations are caused in general by alternations of their main components: lithogenic detritus,
biogenic and authigenic carbonates, and amorphous material from biological and volcanic remains.
The volcaniclastic accumulations include two tephras, one of them, the Toba Jala, produced by the
Ceboruco volcano. Six facies of silt, sand and peat were recognized. Horizons characterized by high
inorganic carbon content, authigenic siderite, and the dissolution of the finest ferrimagnetic mineralogy
(magnetite) in reductive conditions, are upward followed by an increase in the concentrations of fine
grained ferrimagnetic minerals. This sequence represents dissolution-precipitation cycles of magnetic
minerals by anoxic/oxic variations in the water-sediment interface during warmer and dryer periods.
These environmental conditions are especially present around 600 – 1140 A.D., and 1410 – 1830 A.D.,
which coincide with the archeological Classic period (300 - 900 A.D.) drought, the Little Ice Age (1350
– 1800 A.D.) and the droughts of the last 700 years. The effects of climatic variations such as the drought
occurred in the archeological Classic period, the Medieval Warm Period, the Little Ice Age, and the
droughts over the last 700 years, have been documented in sites along central Mexico.
Keywords: environmental magnetism, paleolimnology, drought, Holocene, Santa Maria del Oro,
Mexico.
INTRODUCCIÓN
A partir de los trabajos de Thompson (1973) y Thompson
et al. (1975) en el Lough Neagh de Irlanda, numerosas
investigaciones han establecido la correspondencia entre
variaciones de la mineralogía magnética y diversos procesos
ambientales. Estudios más recientes han identificado
variaciones climáticas y ambientales a partir de registros de
mineralogía magnética, validados a través de la comparación
con registros independientes de polen, diatomeas o datos
geoquímicos, y a partir de estos estudios se ha desarrollado
la disciplina conocida como Magnetismo Ambiental
(Thompson y Oldfield, 1986; Evans y Heller, 2003).
Los sedimentos lacustres en el centro de México han
proporcionado información detallada sobre los cambios
climáticos y ambientales de las últimas decenas de miles
de años, derivada de indicadores biológicos y geológicos.
A partir de estos registros se han interpretado fluctuaciones
en escalas milenarias y centenarias; sin embargo, también
han presentado varias limitaciones en la documentación
de estos cambios. Por una parte, son escasos los registros
analizados cuya resolución temporal sea menor a la década.
Por otra, el registro de los últimos 5,000 años en estos archivos con frecuencia se encuentra perturbado por actividades
volcánicas y antrópicas (e.g., Lozano-García et al., 1993), o
ausente en lagos actualmente secos afectados por deflación y
otros procesos erosivos (e.g., Caballero y Ortega-Guerrero,
1998). En algunos casos, el establecimiento de una escala
temporal confiable ha sido limitante para la interpretación
de los registros, o el proxy analizado no proporciona información paleoclimática inequívoca (Metcalfe, 1995; Leng
et al., 2005).
Los registros lacustres que documentan cambios
ambientales y climáticos del Holoceno tardío en el centro
y sur de México provienen de Michoacán, el Alto Lerma,
Los Tuxtlas y del área Maya, y el detalle de los mismos se
retoma al final de este trabajo (Figura 1). Aunque en diacronía, los registros del centro de México documentan un
notable cambio climático a condiciones más secas durante
el periodo arqueológico Clásico (300 – 900 dC, durante el
cual tuvieron una mayor influencia las culturas teotihuacana
y maya), y posteriormente un cambio hacia condiciones más
húmedas y la disminución de la perturbación antrópica entre
ca. 1000 y 1400 dC, que coincide con el llamado “Periodo
Cálido Medieval” (PCM, sensu lato ca. 950 – 1350 dC).
Sin embargo, para el periodo conocido como la “Pequeña
Edad de Hielo” (PEH, sensu lato ca. 1350 – 1800 dC), si
bien se documentan condiciones húmedas en Los Tuxtlas
y algunos sitios del área Maya, en el centro y occidente de
México los datos no son concluyentes.
En este escenario, los sedimentos laminados del lago
Santa María del Oro (SMO), Nayarit, ofrecen un registro
detallado de condiciones climáticas y ambientales ocurridas
durante el Holoceno tardío en la porción más occidental
del centro de México. En este trabajo comparamos las propiedades de magnetismo de rocas con datos geoquímicos
de una secuencia sedimentaria de ca. 8.8 m de longitud
colectada en el borde SW del lago (Figura 1). Los objetivos
centrales de este estudio son: 1) determinar las variaciones
de las propiedades magnéticas en las laminaciones de los
sedimentos, 2) analizar la relación de esas variaciones con
las fluctuaciones temporales encontradas en la secuencia
sedimentaria colectada, y 3) establecer las características
paleoambientales a partir de los registros analizados y
relacionarlas con cambios paleoclimáticos documentados
en la región.
23
Mineralogía magnética de sedimentos lacustres, Santa María del Oro, occidente de México
a)
104° 30'
104° 45'
b)
400
4
1
3
1000
2
Golfo de
México
9
Océano
Pacífico
7
21° 30'
8
5
6
0
800
SMO
Tepic
20
V. Sangangüey
10
Santa María del Oro
11
21° 15'
00
10
800
1400
c)
V. Ceboruco
d)
30
1965 – 2003
300
25
200
20
100
15
Temperatura media mensual ºC
SMO 02 V
Precipitación mensual (mm)
400
10
0
Ene Feb Mar Abr May Jun Jul Ago Sep Oct Nov Dic
Figura 1. Localización del lago Santa María del Oro (SMO), Nayarit. a: Mapa de ubicación de los sitios mencionados en el texto; en Michoacán: Yuriria (1),
Zacapu (2), Pátzcuaro (3), Zirahuén (4); Alto Lerma (5); en Los Tuxtlas: Lago Verde (6) y Pompal (7); en la zona Maya: Punta Laguna (8), Chichancanab
(9), Salpetén (10) y la costa del Pacífico en Guatemala (11). b: Detalle de la ubicación de SMO y los volcanes Ceboruco y Sangangüey. c: Modelo de
elevación de la cuenca de SMO con el contorno actual del lago (línea negra) y sitio de colecta del núcleo SMO 02 V, en la bahía Agua Caliente. d:
Distribución mensual de temperatura y precipitación en la estación Cerro Blanco, en la vecindad del poblado Santa María del Oro, Nay.
DESCRIPCIÓN DEL SITIO
El lago Santa María del Oro (21º22’ N, 104º34’ W,
730 m snm) se localiza en la parte nor-occidental de la Faja
Volcánica Transmexicana (FVT), a una distancia de 65 km
de la costa del Pacífico (Figura 1a). Se encuentra dentro
de una estructura volcánica cuyo origen se ha interpretado
como una caldera (Nelson y Sánchez, 1986) o como lago
cráter (Ferrari et al., 1997) y, debido a que está alineado con
los conos asociados al volcán Sangangüey, se considera tiene una edad pleistocénica (Ferrari et al., 1997) (Figura 1b).
En el interior de la cuenca afloran flujos de lavas basálticas
y riolíticas, así como depósitos piroclásticos (Vázquez,
2004). El cráter es cerrado con forma de cubeta elíptica,
con ejes menor y mayor entre 3 y 5 km, respectivamente;
su borde está entre 500 y 175 m sobre la superficie del lago,
y localmente tiene pendientes mayores a 70º. El lago tiene
una forma casi circular, de 2 km de diámetro aproximado, un
área de 3.7 km2 y una profundidad máxima de 60 m (Serrano
et al., 2002). En la rivera SW del lago existe una pequeña
bahía somera, con una pendiente más suave hasta los 22 m
de profundidad, llamada Agua Caliente (Figura 1c).
El lago es tropical monomíctico, tiene una fuerte
estratificación de mayo a enero, y una corta fase de mezcla
vertical de febrero a abril. Actualmente tiene una temperatura media anual de 25 ºC, pH de 8.8, conductividad de
1,300 μS/cm, salinidad de 0.8 ‰ eq/L, alcalinidad total de
8.5 y sólidos totales disueltos de 813 mg/L. La masa de
agua en la bahía de Agua Caliente se localiza en la capa de
mezcla, por arriba de la termoclina y oxiclina modernas,
que se ubican entre 14 – 20 m de profundidad, por lo que
el fondo en la actualidad es oxigenado (Rodríguez et al.,
en preparación).
El clima en la zona es tropical subhúmedo; la precipitación más alta ocurre durante el verano, cuando los vientos
del E acarrean humedad del Golfo de México y los vientos
24
Vázquez-Castro et al.
del SW lo hacen desde el Océano Pacífico. Durante la última
etapa del verano, los huracanes producen precipitaciones importantes a lo largo de la costa del Pacífico. La precipitación
media anual entre los años 1965 y 2003 fue de 1,237 mm,
con 366.9 mm en julio y 3.8 mm en abril; la temperatura
media anual es de 21 ºC, junio es el mes más caluroso (25
ºC) y enero el más frío (16.4 ºC) (Figura 1d).
METODOLOGÍA
Obtención de sedimentos
El núcleo analizado (SMO 02 V, 8.8 m de longitud)
se colectó en la bahía Agua Caliente, bajo un tirante de
agua de 12 m, utilizando un nucleador de pistón Usinger
(Mingram et al., 2007) con diámetros internos de 8 y 5
cm. Los núcleos fueron seccionados longitudinalmente,
fotografiados y se describió la litoestratigrafía. Se colectaron dos grupos de muestras. Uno con 18 muestras en total,
de 1 a 5 cm3, únicamente con sedimento de las diferentes
laminaciones identificadas, y otro grupo de 242 muestras de
8 cm3, en cubos de acrílico de 2 cm de sección, a lo largo
de todo el núcleo.
Molspin “Minispin”. La magnetización adquirida en 1 T
se consideró como la magnetización remanente de saturación (MRIS). La Ms y Mr, así como los parámetros de la
coercitividad (Bcr, Bc), se obtuvieron a partir de los ciclos
de histéresis con un campo máximo de 1 T, en un magnetómetro Princeton Measurement Corporation Micro-Vibrating
Sample Magnetometer (μMag). La susceptibilidad ferrimagnética χf se calculó al restar la contribución paramagnética
χp, estimada de la pendiente del campo máximo en el ciclo
de histéresis, de la susceptibilidad total χ.
Para estimar las variaciones en la distribución de
tamaños de grano de minerales magnéticos, se utilizaron
varias relaciones. La dependencia de frecuencia en la susceptibilidad, χdf %, fue calculada como χdf % = [(χ 470 Hz - χ
4700 Hz)/χ 470 Hz]×100. A partir de las relaciones entre Mr/Ms
y Bcr/Bc, se estima la distribución de tamaños de partícula
magnética (Day et al., 1977; Dunlop, 2002). La MRI adquirida en un campo directo de 1 T y en campos inversos
de 300 mT, fueron utilizados para calcular los cocientes S,
con la relación S = MRI300/MRIS, donde MRI300 es el valor
obtenido a 300 mT en el campo inverso. En la Tabla 1 se
definen los parámetros magnéticos analizados, y se incluye
su interpretación en términos de magnetismo de rocas.
Análisis no magnéticos
Análisis de magnetismo de rocas
Los análisis de magnetismo de rocas establecen la
caracterización de los componentes magnéticos de los
sedimentos en términos de la mineralogía, la distribución
de tamaño de partícula y la abundancia de las mismas. La
identificación de los minerales magnéticos se llevó a cabo
únicamente en muestras de láminas individuales, a través
de la observación de las temperaturas de Curie (Tc), o de las
transiciones de fase. La Tc se estimó a partir de la medición
del cambio de susceptibilidad magnética (χ) entre 20 y 700
ºC, en un sistema Bartington MS2WF, bajo una atmósfera
de aire. El comportamiento de la desmagnetización térmica
de una remanencia de saturación adquirida en temperatura
baja (10 K) en un campo de 2.5 Teslas (T), fue medida
durante el calentamiento a 300 K en un equipo Quantum
Design MPMS2 SQUID. La concentración de minerales
magnéticos fue estimada a partir de la χ, la magnetización
remanente anhistérica (MRA), la magnetización remanente
isotermal (MRI) y la magnetización de saturación y remanente (Ms, Mr).
La χ fue medida en un equipo Bartington en frecuencias de 470 y 4700 Hz. En nueve muestras de láminas
individuales se midió la χ en siete frecuencias entre 10 y
10,000 Hz, en temperaturas entre 5 y 300 K, en un equipo
MPMS SQUID. La MRA se impartió a estas muestras en
un campo directo de 50 μT sobrepuesto a un campo alterno
máximo de 100 mT en un desmagnetizador Molspin. La
MRI fue impartida en un magnetizador de pulsos ASC, y
las remanencias se midieron en un magnetómetro de giro
Con el objeto de complementar la identificación de
mineralogía de fases magnéticas y no magnéticas, se llevaron a cabo observaciones directas en microscopios y análisis
de elementos en muestras de láminas individuales. En un
microscopio petrográfico se analizaron láminas delgadas y
en un microscopio electrónico de barrido (MEB) con sistema óptico JEOL-35C se observaron separados magnéticos
extraídos con un equipo Franz a 0.1 Amperes.
La determinación de elementos mayores y traza por
fluorescencia de rayos X (FRX) fue realizada en un espectrómetro secuencial Siemens SRS 3000 con tubo de Rh y
ventana de Be de 125 mm. Se presentan únicamente los
valores de Ti y Zr obtenidos por FRX. Ambos elementos se
consideran inmóviles en la mayoría de los ambientes sedimentarios y son poco afectados por la diagénesis (Rollinson,
1993; Thomson et al., 1998), por lo que proporcionan
información sobre la abundancia relativa de los minerales
pesados y son una medida del flujo detrítico hacia la cuenca. El análisis de difracción de rayos X (DRX) se realizó
en un equipo Brucker-axs D8-Advance y un difractómetro
Phillips 1130/96.
La cantidad de carbono total en los sedimentos (CT)
fue medido por combustión a 950 °C en un coulómetro
de CO2 (UIC), modelo 5011, en 237 muestras. El carbono
inorgánico (CI) fue medido de la evolución del CO2 por
reacción con HCl de los carbonatos presentes en la muestra.
El carbono orgánico total (COT) fue calculado a partir de
la diferencia entre CT y CIT, y ambos se expresan como
porcentajes.
Mineralogía magnética de sedimentos lacustres, Santa María del Oro, occidente de México
RESULTADOS Y DISCUSIÓN
Modelo de edad
La escala de tiempo fue establecida a partir de siete
fechamientos de 14C AMS (Accelerator Mass Spectrometry)
en muestras de turba y madera, que fueron calibrados a
años calendario utilizando el programa Calib 5.0.1 (Stuiver
25
y Reimer, 1993; Stuiver et al., 2005) con la base de datos
IntCal04 (Reimer et al., 2004) (Tabla 2). Las tasas de sedimentación, calculadas de la regresión lineal entre dos horizontes fechados, varía entre 2.1 y 11.5 mm/año (Tabla 2).
Con el modelo de edad obtenido, y la tasa de sedimentación
calculada, la fecha probable para la base de la secuencia es
de ca. 2,600 años AP, que corresponde aproximadamente
con 600 años aC (Figura 2).
Tabla 1. Parámetros magnéticos e información que proporcionan.
Parámetro
Interpretación *
Tamaños DS, DPS, MD y SP.
Los granos de minerales magnéticos presentan regiones, dominios magnéticos, en las que la
magnetización es uniforme pero de diferente dirección. Dependen de la composición de los minerales,
pero en general: granos dominio sencillo DS: 0.1–0.05 μm; pseudosencillo DPS: 1–0.1 μm,
multidominio MD > 1 μm. Los granos superparamagnéticos SP, < 0.05 μm, no presentan remanencia
a temperatura ambiente.
Susceptibilidad magnética (κ en unidades de
volumen, o χ en unidades de masa específica).
Es la suma de la contribución de los minerales ferrimagnéticos χf (Ti-magnetitas, Ti-maghemitas,
pirrotita), paramagnéticos χp (piroxenos, anfíboles, olivinos, biotitas, pirita, siderita, etc.) y
diamagnéticos χd (cuarzo, calcita, feldespatos, etc.). Debido a la baja magnetización intrínseca de
minerales antiferrimagnéticos (hematitas, goethita), es una medida de la concentración de minerales
ferrimagnéticos. Es altamente dependiente de los tamaños de grano, aumenta en presencia de granos
SP y en granos MD. χ, MRA y MRI reflejan principalmente cambios en la concentración de minerales
ferrimagnéticos, ya que éstos tienen mayor magnetización intrínseca que los antiferrimagnéticos.
Susceptibilidad magnética en función de la
temperatura χ(T)
Durante el calentamiento, los minerales pierden su susceptibilidad magnética (χ) a temperaturas
características, la temperatura de Curie Tc, que ayudan a su identificación. P. ej., 580 ºC para magnetita
pura, 670 ºC para hematita.
Susceptibilidad magnética dependiente de la
frecuencia (κdf%, o χdf%)
Indica la presencia de granos SP, en donde
χdf < 2%: contenido SP < 10%;
χdf 2 – 10 %: mezcla de SP y granos gruesos;
χdf 10 – 14 %: contenido SP > 75 %.
Transiciones cristalográficas
Algunos minerales presentan cambios cristalográficos a temperaturas características que ayudan a su
identificación. P. ej., 120 K para magnetita, 258 K para hematita.
Magnetización remanente anhistérica (MRA).
Magnetización adquirida bajo la presencia de un campo directo dentro de un campo alterno decreciente.
Es particularmente sensitiva a tamaños de grano de dominio sencillo y pseudosencillo (DS y DPS).
Magnetización remanente isotermal (MRI).
Adquirida en presencia de un campo magnético, generalmente fuerte. Comúnmente expresada como
saturación de MRI, o MRIS, en campos de 1 Tesla o mayores. Depende de la concentración de granos
magnéticos, principalmente ferrimagnéticos.
Cocientes S
Se obtienen al impartir un campo reverso en una muestra previamente saturada. SX= MRIX/MRIS,
típicamente x = 0.1 o 0.3 T. Estos cocientes proporcionan una estimación indirecta de la mineralogía
basada en la distribución de coercitividades en las muestras, desde minerales de baja coercitividad (p.
ej., magnetita, S altos), a minerales de alta coercitividad (p. ej., hematita o goethita, S bajos).
MRA/MRIS
Como la MRIS es insensitiva a variaciones en el tamaño de partícula magnética, es común estimar la
abundancia relativa de granos DS con el cociente MRA/MRIS.
Saturación de magnetización MS, y
remanencia de magnetización MR
Fuerza coercitiva Bcr,
y coercitividad de remanencia Bc
MS es la magnetización en presencia de un campo de saturación, MR es la remanencia que permanece
después de remover el campo de saturación. El cociente MR/MS decrece con el incremento del tamaño
de grano en titanomagnetitas.
Bcr es el campo inverso requerido para rotar la saturación de magnetización a cero en presencia
del campo aplicado. Bc es el campo inverso requerido para rotar la remanencia de saturación a una
remanencia cero. Para titanomagnetitas, el cociente Bcr/Bc se incrementa con el aumento de tamaño
de grano, debido a la fuerte dependencia de tamaño de ambos parámetros, en particular Bc. Bcr es una
útil guía para determinar mineralogías magnéticas.
* Verwey et al. (1947); Morin (1950); King et al. (1982); Rochette et al. (1990); Dearing (1994); Hunt et al. (1995); Housen et al. (1996); Opdyke y
Channell (1996); Dunlop y Özdemir (1997); Evans y Heller (2003).
26
Vázquez-Castro et al.
Tabla 2. Edades 14C y su calibración en años calendario.
Clave Laboratorio
Beta – 186780
Beta – 176359
Beta – 186781
Beta – 176360
Beta – 176361
Beta – 176362
Beta – 169050
Profundidad
(m)
1.25
2.47
2.78
3.67
4.05
7.92
8.37
Tipo de muestra Edad Radiocarbono
(años AP)
Turba
Turba
Turba
Madera
Turba
Turba
Madera
400 ± 40
660 ± 40
700 ± 40
850 ± 40
990 ± 40
2250 ± 40
2340 ± 40
Edad calibradaa 2σ
(años calendario)
Tasa de sedimentaciónb
(mm/año)
1432 – 1526 dC
1341 – 1397 dC
1256 – 1327 dC
1154 – 1275 dC
983 – 1073 dC
324 – 202 aC
520 – 357 aC
2.4
11.0
4.1
11.5
2.1
3.0
2.6
a: Calibración basada en Stuiver y Reimer (1993), Calib 5.0.1
b: Calculada entre dos fechas contiguas. En el primer cálculo se considera el año 2002 para la cima del núcleo.
Litoestratigrafía
Las facies en los sedimentos de SMO son mayormente laminaciones y bandas delgadas de limo (ocre, verde,
pardo obscuro y rojo), turba leñosa y/o herbácea, y arena,
que pueden contener oozes laminados o bandeados de
diatomeas, ostrácodos y ocasionalmente de gasterópodos
(Figura 3). Los sedimentos volcaniclásticos representan <
5 % del espesor total de la secuencia colectada. Entre 6.6
– 6 m (ca. 175 – 375 dC, subunidad 4b) se reconocieron
Edades 14C
bandas (1 – 5 mm) de ceniza fina félsica, bien clasificada,
con restos de carbón y ocasionales restos de diatomeas y
ostrácodos, intercaladas con bandas (1 – 2 cm) de limo pardo
obscuro. Entre 6.26 – 6.0 m (ca. 290 – 375 dC), la fracción
volcaniclástica representa ~20% del espesor. A 5.76 m de
profundidad (ca. 455 dC) se encontró un fragmento de lapilli
de acreción basáltico-andesítico, de 2 cm de diámetro, fragmentos de arena lítica subangulosos y fragmentos de carbón.
Es probable que se trate de una tefra, aunque no conocemos
la posible fuente de la misma. A 4.55 m de profundidad se
Edades calibradas
(ka A.P.)
Litoestratigrafía
0
0
1
1
400
Unidad 1: Láminas y capas delgadas de limos. Capas de arena negra y oozes de ostrácodos y
diatomeas. Conjunto quasi rítmico de láminas de facies limo ocre – arena negra – limo pardo
obscuro – limo rojo – turba. Domina facies limo ocre.
2
Profundidad (m)
3
4
2
1
2
660
700
2a
850
990
2b
3a
5
3b
4a
6
4b
7
8
1
0
4c
2,250
2,340
5a
5b
Unidad 2: 2a: Capas delgadas (1 cm) a gruesas (8 cm) de limo pardo obscuro, verde, rojo, ocre,
turba, y capas gruesas (2–5 cm) de arena negra. Oozes de diatomeas. Domina facies limo pardo
obscuro. 2b: Láminas delgadas (dominantes) a capas delgadas de limo ocre – arena negra – limo 3
pardo obscuro – limo rojo-turba. En ambas subunidades se encuentra el conjunto rítmico de facies
como en la Unidad 1.
4
Unidad 3: 3a: Capas de limo ocre arenoso calcáreo y oozes de ostrácodos y diatomeas, limo pardo obscuro y
rojo, láminas gruesas de limo ocre, láminas de arena con ostrácodos, horizontes indurados. Tefra gris pardo de
13 mm espesor, con vidrio y clastos < 2mm (Toba Jala). Domina facies limo ocre. 3b: Limo pardo obscuro
5
-localmente arenoso-, masivo y capas de limo rojo.
Unidad 4: 4a: Capas de limo pardo obscuro masivo y bandas de limo ocre, rojo, verde, y arena.
6
4b: Bandas de limo pardo obscuro intercaladas con láminas de ceniza félsica fina con fragmentos
de carbón. 4c: Bandas delgadas y láminas de limos pardo obscuro, ocre y rojo, y arena. Domina
facies de limo pardo obscuro, y localmente arena. En 4a y 4c conjunto rítmico de facies como en 7
la Unidad 1.
Unidad 5: Bandas delgadas de arenas negras finas a medias, limos orgánicos y turbas. En 5a
dominan facies de turba y arena, en 5b facies limo pardo obscuro y arena (fina).
8
capas de turba gruesas (>1 cm)
oozes de diatomeas/ostrácodos
Depósitos volcaniclásticos: Toba Jala, lapilli, ceniza gruesa, ceniza fina
Figura 2. Columna litoestratigráfica y edades de 14C disponibles para el núcleo SMO 02 V. Se muestra la descripción de las unidades litoestratigráficas
(1–5) y el modelo de edad obtenido en edades calibradas con las incertidumbres estadísticas. La línea continua es la regresión para las siete edades sin
forzarla al origen, las líneas discontinuas unen los puntos fechados a partir de los cuales se calcularon las tasas de sedimentación, y constituyen el modelo
de edad utilizado. Existe una alta correlación entre ambas líneas.
Mineralogía magnética de sedimentos lacustres, Santa María del Oro, occidente de México
Limo
ocre
Limo rojo
Limo
verde
27
Arena
Limo pardo
obscuro
Turba
Figura 3. Fotografía de las laminaciones en el núcleo SMO 02 V. En ella se aprecia la alternancia de las laminaciones de limo ocre, verde, rojo, pardo
obscuro, arena y turba.
identificó una tefra de color gris pardo claro con fragmentos
de vidrio y clastos <2 mm de diámetro. De acuerdo con el
modelo establecido, la edad de esta tefra es ca. 860 dC.
Por sus características litológicas y edad, correlaciona con
la Toba Jala, la cual fue producida por el volcán Ceboruco,
localizado a 30 km al SE de SMO (Nelson, 1980; Gardner
y Tait, 2000) (Figura 1b).
Las capas son horizontales, sólo algunos estratos
de arena presentan estratificación gradada, y alternan de
forma no rítmica en un conjunto cuya secuencia de facies
más sencilla se describe posteriormente, sus contactos son
rectos en la mayor parte de los casos, no hay evidencias de
hiatos, rasgos erosionales, bioturbación o estructuras de
deslizamiento en los sedimentos colectados, ni una obvia
ciclicidad. Estas características pueden reflejar la rapidez de
los procesos sedimentarios que dieron origen a las laminaciones. Los análisis de ostrácodos, polen, diatomeas y ciclos
de sedimentación son tema de otros estudios que se llevan
a cabo, y cuyos resultados se presentarán en publicaciones
posteriores. Se definieron cinco unidades litoestratigráficas
principales, descritas en la Figura 2.
Caracterización de facies
Composición
Los sedimentos en SMO están compuestos principalmente de tres fracciones: una litogénica mayormente
cristalina, una química compuesta por carbonatos autigénicos y biogénicos, y otra amorfa que incluye materia
orgánica, sílice amorfo (de diatomeas) y vidrio volcánico.
Las principales especies cristalinas son cuarzo, plagioclasa,
piroxenos, magnetita y hematita, que abundan en todas las
facies. Estos minerales, en los cuales están contenidos los
elementos traza Ti y Zr, están relacionados a la erosión
de las rocas de la cuenca y al aporte sinsedimentario de la
actividad volcánica del Ceboruco.
Los carbonatos (calcita, aragonita y siderita) son más
abundantes en las láminas claras (facies limo ocre y verde).
La aragonita y siderita se presentan como formas autigénicas, en tanto que la calcita forma cristales autigénicos así
como testas de ostrácodos y moluscos. El contenido de Ti
y Zr (FRX) es menor en las facies de limo ocre y turba. En
los análisis de DRX no se reconocieron sulfuros de hierro.
Las características de las facies identificadas se resumen
en la Tabla 3.
Mineralogía magnética
En la mayor parte de las muestras analizadas, las
curvas χ(T) fueron irreversibles durante el proceso de
enfriamiento, lo que sugiere que ocurrió una alteración a
fases mineralógicas más estables durante el calentamiento,
principalmente la conversión a magnetita (Figura 4a).
Casi todas las facies presentan una o dos fases magnéticas
con Tc entre 400 y 580 ºC, que indican la presencia de
titanomagnetita/titanomaghemita con bajo contenido de Ti
28
Vázquez-Castro et al.
Tabla 3. Características de las facies identificadas en sedimentos del lago Santa María del Oro.
Facies
Descripción
Características magnéticas
Interpretación ambiental
Limo ocre
Láminas a bandas masivas (<1–40 mm),
con concreciones calcáreas y/o oozes de
diatomeas, gasterópodos y ostrácodos.
COT*: 2.3 %, CIT*: 3.3 – 7 % (máximo).
Qz, Pl, Sa, Ca, Ar, Tr, Sid.
Ti <0.8 % , Zr <170 ppm.
Bajas concentraciones de ferrimagnéticos
y elementos estables. Granos DS y SP.
Baja erosión, aguas concentradas,
temperaturas atmosféricas cálidas, anoxia
en sedimentos, disolución de óxidos de Fe,
precipitación de carbonatos.
Arena
Bandas (1–6 cm) negras, contenido
variable de fragmentos de ostrácodos y
macrorrestos de plantas.
COT: 1.2 %, CIT: 0.4 %.
Qz, Pl, Px, Mg, He.
Ti: 0.7–1.2 %, Zr: ~200 ppm.
Concentraciones altas y moderadas de Timagnetita DSP+MD y elementos estables,
con hematita.
Acumulación rápida, mayor erosión.
Limo verde
Láminas a bandas (1–20 mm) con escasos
restos de plantas, ostrácodos y diatomeas.
COT: 1.6 %, CIT: 1.5 %.
Qz, Pl, Px, Ca, Ar, Tr, Mg, Sid.
Ti: 1-1.2 %, Zr: 200-250 ppm.
Gran dispersión en valores de parámetros
magnéticos y no magnéticos. Tamaños
MD-DS. Probable presencia de pirrotita.
Condiciones variables, semejantes a
las de limo ocre, aunque aguas menos
concentradas. Disolución de óxidos de Fe?
Limo pardo
obscuro
Bandas a capas masivas (2–12 cm),
diatomeas abundantes.
COT: 1.6%, CIT: 1.1%.
Qz, Pl, Px, Ca, Mg, Cl.
Ti: ~ 1.2 %, Zr: 200–260 ppm.
Gran dispersión en valores de parámetros
magnéticos y no magnéticos.
Condiciones variables. Aguas menos
concentradas que en facies limo verde.
Facies dominante en toda la secuencia.
Limo rojo
Láminas a bandas masivas (<1–4 cm)
ocasionalmente de tono rosáceo. Escaso
contenido de diatomeas.
COT: 1.4 %, CIT: 0.5 %.
Qz, Pl, Px, Ca, Mg, Cl.
Ti: 1-1.4 %, Zr: 200-220 ppm.
La mayor concentración de
Erosión intensa, abundante aporte de
ferrimagnéticos y elementos estables.
terrígenos. Aguas diluídas, oxigenadas,
Dominan granos gruesos MD, con variable baja productividad.
contenido de granos SP.
Turba
Fragmentos herbáceos y leñosos, escasos
restos de ostrácodos o diatomeas.
COT: 5% y 35% máximo, CIT: 1.4%.
Qz, Pl, Px, Mg, He, Cl.
Ti < 0.8 %, Zr: < 170 ppm.
Baja concentración de ferrimagnéticos y
elementos estables. Mezclas de tamaños
MD+DS+SP.
Erosión intensa de cubierta vegetal de la
cuenca, rápida acumulación. Disolución
de óxidos de Fe en condiciones anóxicas
reductoras temporales. Probable reprecipitación de magnetita.
Minerales identificados con DRX: Qz: cuarzo, Pl: plagioclasa, Sa: sanidino, Px: piroxeno (diópsido o augita), Ca: calcita, Ar: aragonita, Tr: tridimita,
Mg: magnetita, He: hematita, Sid: siderita (magnésica), Cl: clinocloro. Probables en cursivas.
Los elementos Ti y Zr fueron cuantificados por FRX.
* Los valores de carbono orgánico total (COT) y carbono inorgánico total (CIT) son promedio, salvo otra indicación.
y magnetita pura (Hunt et al., 1995). Los ejemplares de las
facies de arena, limo verde, limo rojo y turba mostraron
además una caída en χ a temperaturas mayores a 580 ºC,
posiblemente asociada a hematita. Adicionalmente a la
Ti-magnetita, algunas muestras de facies de limo verde
muestran una débil inflexión cercana a 230 ºC, lo que sugiere
la presencia de pirrotita (Fe7S8) (Rochette et al., 1990).
El limo ocre se caracteriza por curvas χ(T) que presentan
un súbito incremento en χ entre 300 y 400 ºC, decae
fuertemente a 480 ºC, y finaliza con un pequeño decremento
a 580 ºC. Este comportamiento sugiere la existencia de
siderita (FeCO3), un mineral paramagnético que a T > 300
ºC se oxida y se transforma a fases fuertemente magnéticas
(Pan et al., 2000).
Las curvas de desmagnetización a baja temperatura en
todas las facies muestran un decaimiento entre 110 y 120 K,
característico de la magnetita (Verwey et al., 1947) (Figura
4b). En estas curvas, la rápida pérdida de remanencia entre
5 y 40 K puede ser causada por la presencia de minerales
supermagnéticos o paramagnéticos. Las curvas de adquisición de MRI no muestran diferencias significativas entre las
distintas facies, y en ellas se presentan componentes magnéticamente suaves, como la Ti-magnetita/maghemita, que
alcanza la saturación aproximadamente a 200 mT (Figura
4c). Los cocientes S300 > 0.9 confirman la dominancia de
fases magnéticamente suaves. Es probable que existan
minerales magnéticamente duros (hematita o goethita) en
concentraciones relativamente bajas en los sedimentos de
SMO, como lo sugieren las curvas χ(T), sin embargo, no es
posible confirmar su existencia a partir de los parámetros
de remanencia (MRI y S300) debido a su baja magnetización
intrínseca. Las curvas de χ en baja temperatura y varias
29
Mineralogía magnética de sedimentos lacustres, Santa María del Oro, occidente de México
frecuencias, presentan tanto la inflexión cercana a 120 K
como una dependencia de frecuencia (Figura 4d).
En las observaciones de MEB en extractos magnéticos se encontraron únicamente cristales de magnetita
pobres en Ti y de magnetita pura. Estos cristales presentan
forma octaédrica, con escasos o nulos rasgos de alteración
(Figura 5).
Concentración y tamaños de grano magnéticos
Los gráficos en los que se combinan dos parámetros
medidos o cocientes calculados han resultado ser de utilidad
para analizar las propiedades magnéticas de las diferentes
facies. La relación lineal entre χ y MRIS refleja principalmente las variaciones en la concentración de minerales
ferrimagnéticos (Figura 6a). El limo rojo y algunas arenas
presentan las mayores concentraciones, en tanto que el limo
ocre y la turba presentan las menores. La mayor contribución
a)
de la susceptibilidad paramagnética (χp) a la total (χ) está en
el limo ocre (20 – 30%), en tanto que el menor porcentaje de
χp está en el limo verde (5 –10%); en el resto de las facies,
la contribución χp es de alrededor de 10% (Figura 6b). El
limo ocre y algunas turbas tienen el más alto CIT, debido
a la presencia de ostrácodos y otros restos orgánicos con
carbonato de calcio. Las facies de arena y de limo verde, rojo
y pardo muestran el más bajo contenido tanto de COT como
de CIT (Figura 6c). Si bien existe un efecto de dilución en
la concentración de minerales magnéticos por el contenido
de COT, al normalizar la χ con COT (a fin de resaltar las
variaciones únicamente en la concentración de minerales
magnéticos, independientemente del contenido orgánico),
se mantiene la relación de concentración observada en el
gráfico χ vs. MRIS (Figura 6d).
La mayor abundancia de granos finos de dominio
sencillo (DS, > MRA/MRIS) se encuentra en el limo ocre
b)
1
Limo ocre (0.72m)
Limo verde (2.93 m)
Limo pardo o. (0.86 m)
Intensidad normalizada (Ji/Jo)
Susceptibilidad
normalizada (c)
1
0.5
0
100
200
300
400
500
600
0.5
0
700
0
100
Temperatura (°C)
200
300
Temperatura (°C)
c)
d)
0.55
Limo ocre (0.72 m)
Intensidad normalizada (Ji/Jo)
1
Susceptibilidad
normalizada (c)
0.50
Limo rojo (0.30 m)
0.5
Limo ocre (0.04 m)
Limo pardo o. (0.86 m)
0.45
Frecuencia (Hz)
10
1k
30
3k
100
10k
300
0.40
0.35
0.2
0.4
Campo aplicado (T)
0.6
0.8
0
100
200
300
Temperatura (°C)
Figura 4. Estimación de la mineralogía magnética en las facies. a: Línea continua: curvas χ(T) de calentamiento y enfriamiento normalizadas que ilustran
el comportamiento típico de las facies de arena, limo verde, pardo oscuro, rojo y turba; la curva de calentamiento muestra dos fases magnéticas con Tc
entre 400 y 580 ºC; línea punteada: curvas χ(T) de una muestra de facies limo ocre que presenta un súbito incremento en χ entre 300 y 400 ºC durante el
calentamiento. b: Curvas de desmagnetización térmica normalizada de una remanencia magnética (adquirida en un campo de 1.5 T a 300 K). Todas las
curvas presentan una mayor pérdida de remanencia entre 10 y 40 K, debida a minerales paramagnéticos o superparamagnéticos, y una inflexión a 120
K característica de la magnetita. c: Curvas normalizadas de adquisición de remanencia isotermal. Todas las muestras alcanzan intensidades cercanas a
la saturación en campos alrededor de 0.2 T. d: Susceptibilidad magnética en seis frecuencias entre 10 y 10,000 Hz en facies limo ocre, que muestra la
dependencia de frecuencia.
30
Vázquez-Castro et al.
y la turba, en tanto que el limo rojo y la arena tienen los
minerales magnéticos más gruesos (Figura 6e). El contenido de granos ultrafinos superparamagnéticos (SP) es
moderado (χdf% < 8), menor al 75 % en todas muestras
(Dearing, 1994; Tabla 1). Existe una correlación directa
entre el contenido relativo de granos DS y SP, aunque ésta
es baja (Figura 6e).
No hay una distribución distintiva en la coercitividad de los diferentes grupos de acuerdo a los cocientes S,
la mayor parte de las muestras presenta cocientes S300 >
0.95%. De acuerdo con los parámetros de histéresis y sus
relaciones, prácticamente todas las muestras caen sobre la
curva de mezclas DS + MD (multidominio) del diagrama de
dominios (Day et al., 1977; Dunlop, 2002) (Figura 6f).
Ti-magnetita
TiO2 10.09%
FeO 64.35%
a)
Magnetita
TiO2 0.89%
FeO 86.28%
b)
Magnetita
TiO2 1.56%
FeO 81.76%
Figura 5. Imágenes de MEB de dos separados magnéticos de las facies de
limo rojo (a) y arena (b). Se observan cristales de magnetita casi pura y
de Ti-magnetita pobre en Ti, con escasa alteración.
Modelo de facies
De acuerdo con los resultados de los parámetros
magnéticos y no magnéticos, se propone un modelo de las
condiciones ambientales que se infieren durante el depósito
de las facies.
Limo ocre. Los bajos valores de Ti, Zr y minerales
magnéticos, en relación a las otras facies, sugieren menor
flujo de detritos hacia el lago y dominancia de autigénicos,
con bajas concentraciones de minerales ferrimagnéticos
de tamaño predominantemente fino (DS) y ultrafino (SP).
La presencia de siderita implica condiciones anóxicas reductoras libres de azufre (Berner, 1981) que favorecen la
disolución de magnetita y otros óxidos de Fe. La disolución
de minerales magnéticos es considerada por varios autores
como un fenómeno responsable del engrosamiento del
conjunto de minerales magnéticos (p. ej., Rosenbaum et al.,
1996), ya que la disolución destruye preferentemente a los
minerales más finos. Sin embargo, de acuerdo a nuestra interpretación, la distribución de tamaños observada obedece a
que el depósito inicial tiene un bajo contenido de terrígenos
con granos gruesos (MD), en donde la disolución solamente
decrece el tamaño de las partículas magnéticas (Geiss et al.,
2003). Las condiciones propicias para la precipitación de
siderita y otros carbonatos presentes (calcita y aragonita) se
explican por cambios en la alcalinidad en el agua causados
por un incremento de pH, que pudo ser favorecido por un
aumento en la temperatura (Wetzel, 2001). Un incremento
en la temperatura favorecería una mayor productividad en
el lago (Dean, 2002), resultando en mayor acumulación de
materia orgánica, anoxia, aumento en el pH y precipitación
de carbonatos. Las condiciones anóxicas en el fondo del
sitio de muestreo (12 m) pueden presentarse por el calentamiento de las aguas superficiales, que a su vez permiten
el establecimiento de la estratificación térmica, que impide
la circulación y disminuye la solubilidad de gases en el
epilimnion. Esto provoca una importante liberación de O2
a la atmósfera, y propicia condiciones de anoxia en el fondo
(hipolimnion). Las condiciones ambientales inferidas para
esta facies son: temperaturas atmosféricas relativamente
más cálidas, baja erosión, alta productividad biológica,
aguas concentradas y anoxia en los sedimentos, en los que
ocurre la disolución de óxidos de hierro y la precipitación
de carbonatos.
Arena. El aumento en Ti, Zr, χ y MRIS, en relación
a la facies anterior, y la presencia de Ti-magnetita gruesa
(mezclas de DPS-MD) sin rasgos de alteración, y hematita,
así como la ausencia de diatomeas, indican un aumento en
la fracción terrígena. El bajo contenido de carbono, COT y
CIT indica poca productividad y aguas menos concentradas.
Estas características sugieren que la arena representa acumulaciones rápidas en corto tiempo y condiciones de mayor
erosión, probablemente originadas por intensas lluvias.
Limo verde. La mayor parte de los parámetros magnéticos y no magnéticos presentan alta dispersión. El contenido
de Ti y Zr es mayor que en la facies de arena, sin embargo
la χ normalizada por COT resulta menor que en aquéllas, lo
31
Mineralogía magnética de sedimentos lacustres, Santa María del Oro, occidente de México
que sugiere que, al menos parcialmente, ocurre la disolución
de los minerales ferrimagnéticos. La presencia de siderita
(y probablemente pirrotita) en algunas muestras, así como
el color de los sedimentos, indican condiciones reductoras.
En general, el rango de tamaño de los granos magnéticos
a)
40
b)
30
30
20
cp %
MRIS (mAm2/kg)
es amplio (MD - DS), con una mínima o nula cantidad de
ultrafinos SP. De acuerdo con lo anterior, esta facies representa condiciones ambientales variables, con ocasionales
condiciones reductoras, anoxia, y aguas más concentradas,
sin llegar a las condiciones presentes en el limo ocre.
10
20
10
0
0
0
1
c (mm /kg)
3
10
c)
a
jo
ro urb
T
L.
o
rd
pa
.
L
re
a de
oc ren ver
L.
A L.
3
2
d)
MRIS (mAm2/kg)
30
CIT %
1.0
0.1
0.01
20
10
0
0.1
1.0
1
10
e)
3
4
5
0.3
f)
0.02
Mr / Ms
MRA / MRIS
2
c/COT (unidades arbitrarias)
COT %
0.2
0.1
0.01
Curvas de mezcla
DS+MD
0
0
2
4
c df%
6
8
0
10
1
2
3
4
5
Bcr / Bc
Limo ocre
Limo verde
Limo rojo
Arena
Limo pardo
Turba
Figura 6. Características magnéticas y no-magnéticas de las facies descritas. a: Diagrama de dispersión de los parámetros de concentración susceptibilidad magnética χ vs. magnetización remanente isotermal de saturación MRIS. b: Contenido de la fracción paramagnética χp (en %) en muestras de las
seis facies. c: Diagrama de dispersión del contenido de carbono orgánico total (COT) vs. contenido de carbono inorgánico total (CIT). d: Diagrama de
dispersión de la relación χ/COT vs. MRIS. e: Diagrama de dispersión de la susceptibilidad dependiente de la frecuencia χdf% (indicadora de partículas
ultrafinas superparamagnéticas SP) vs. la relación magnetización remanente anhistérica y magnetización remanente isotermal de saturación MRA/MRIS,
indicadora de la abundancia relativa de granos magnéticos finos de dominio sencillo DS. f: Diagrama de tamaños de dominio magnético para muestras
de las seis facies (Day et al., 1977; Dunlop, 2002).
32
Vázquez-Castro et al.
Limo pardo obscuro. Presenta valores dispersos,
similares al limo verde, tanto en mineralogía magnética,
concentración de minerales magnéticos y contenido de Ti
y Zr, como contenido de carbono. La carencia de aragonita
indica aguas menos concentradas que en el limo verde. Es
la facies con mayor representación en la secuencia, ya que
presenta los mayores espesores. Por la dispersión de los
datos, es posible que esta facies y la de limo verde, representen condiciones ambientales promedio.
Limo rojo. Esta facies presenta la más alta concentración de minerales magnéticos, dominados por partículas
gruesas MD, con baja concentración de granos DS y variable
contenido de granos SP. Las concentraciones de Ti y Zr son
también altas. Las características interpretadas para esta
facies son alta erosión con abundante aporte de terrígenos,
aguas diluidas, oxigenadas, y poca productividad.
Turba. Presenta baja cantidad de fracción mineral
detrítica (Ti, Zr), altos valores de CIT y los mayores COT,
con máximos de toda la secuencia a 7.9 m (35%), 2.4 m
(10.8%) y 0.2 m (24.7%). Los tamaños de los minerales
magnéticos son mezclas dominadas por granos gruesos
MD. Sin embargo, algunas muestras en las que dominan los
granos finos DS y SP presentan altos valores de χ y MRIS.
Los sedimentos enriquecidos en materia orgánica pueden
originar condiciones anóxicas, a partir de las cuales las reacciones de reducción-oxidación (redox) inducen la disolución, disminución, reubicación y precipitación de minerales
de hierro (Snowball, 1993; Tarduno, 1995). La formación
autigénica de minerales de hierro puede ser causada por
procesos bióticos y abióticos que producen magnetita de
tamaño DS y SP (Petersen et al., 1986), favorecidos por
la liberación de Fe durante los procesos de reducción. La
coexistencia de granos MD y DS-SP puede deberse también
a que los granos finos estén incluidos dentro de silicatos,
protegidos de la disolución. Sin embargo, los procesos de
autigénesis tienden a producir partículas pequeñas (DS o
SP), por lo que consideramos más plausible a éstos como
el origen para la fracción fina.
El conjunto de características magnéticas y no magnéticas indica que en esta facies, a diferencia de la facies
de limo ocre, hay inicialmente mezclas de minerales de
grano grueso MD y fino DS-DPS, y en ella ocurre el engrosamiento de la fracción magnética por disolución de la
fracción más fina, así como la precipitación de magnetita
fina autigénica cuando cambian las condiciones reductoras.
Estos depósitos representan la erosión de la cubierta vegetal, suelos y rocas, con acumulación rápida que permite la
conservación de los clastos biogénicos y las condiciones
anóxicas temporales.
Variaciones verticales
Las facies, por ser láminas discretas, representan
condiciones de periodo corto (horas a meses); en contraste,
las tendencias verticales reflejan variaciones de mayor du-
ración, por lo que estas últimas reflejan en gran escala las
condiciones que controlan el desarrollo de las laminaciones.
Se reconocen cinco zonas principales con características
magnéticas contrastantes (I – V, Figura 7). Estas zonas en
general coinciden con las unidades litoestratigráficas. La
similitud en los patrones de χ, MRA y MRIS, sugiere que
las principales variaciones de estos parámetros están relacionadas con cambios en la concentración de los minerales
ferrimagnéticos (Figura 7). Esta concentración está afectada,
a su vez, por la dilución por componentes no magnéticos
(como COT y CIT). Los intervalos menos afectados por la
dilución presentan concentraciones relativamente altas de
minerales ferrimagnéticos con una mezcla de tamaños MDDS (Figura 7, zonas IV, II y I, regiones más claras). Estas
asociaciones pueden explicarse por un modelo que involucra
el aporte de minerales magnéticos detríticos con mezclas de
tamaños, la dilución del contenido de los mismos por COT
y CIT, y la pérdida por disolución de la fracción más fina
de estos minerales en condiciones reductoras.
Se observa también que en intervalos con máximos
de COT y CIT, localmente aumenta la concentración de
minerales ferrimagnéticos y disminuye el tamaño de grano
(>MRA/MRIS), como en la zona V (8.3 – 7.9 m), zona IV
(7.21 – 6.9 m), la zona III y zona I (2 – 1.7 m) (Figura 7,
regiones más obscuras de las zonas IV, III y I). En los intervalos de la zona V (8.3 – 7.9 m) y en el detalle de la zona III
(Figura 8) se observa que, por arriba del pico en COT o CIT,
aumenta la concentración de minerales ferrimagnéticos y los
granos finos DS, incluso en algunos intervalos acompañados
por granos ultrafinos SP. Esto sugiere que la disolución de
los minerales ferrimagnéticos ocurre en aumento de COT
o CIT, bajo condiciones reductoras, y la re-precipitación
de minerales de Fe, como se discutió en la sección de los
modelos de facies. La intensidad de los tonos de gris en la
Figura 7 indica dónde se reconocen los intervalos con mayor
disolución. Procesos semejantes de ciclos de disolución y
precipitación de minerales magnéticos han sido documentados en sedimentos marinos (Funk et al., 2004).
La secuencia de los cambios ambientales documentada en los sedimentos de SMO a partir del análisis de
los parámetros magnéticos y no-magnéticos, en el marco
cronológico establecido por las fechas de 14C calibradas a
años calendario (antes y después de nuestra era, aC y dC),
se describe siguiendo las zonas definidas (V – I).
Zona V (ca. 600 – 180 aC; 8.8 – 7.66 m)
Esta zona está caracterizada por el más alto contenido
de materia orgánica (COT), a excepción de otros máximos
puntuales en el registro, y bajo a moderado contenido de
CIT. En la subunidad litoestratigráfica 5b, dominada por
facies de limo pardo obscuro y arena, la mineralogía magnética está caracterizada por baja concentración y granos
gruesos (MD, < MRA/MRIS, S300 y Mr/Ms, > Bcr/Bc)
(Figura 7, región obscura). En la subunidad 5a, por arriba de
los máximos en COT, hay un aumento en la concentración
de ferrimagnéticos y disminución en el tamaño de grano
Mineralogía magnética de sedimentos lacustres, Santa María del Oro, occidente de México
33
Figura 7. Variaciones verticales en los sedimentos del núcleo SMO 02 V. a: Unidades litoestratigráficas definidas. b: Contenido de carbono orgánico (COT),
es una medida de la productividad del lago y el aporte de materia orgánica al mismo. Se han excluido los máximos a 7.9 m (35%), 2.4 m (10.8%) y 0.2 m
(24.7%). c: Contenido de carbono inorgánico (CIT) es una medida de la concentración de iones (carbonatos) en el lago. d: Susceptibilidad magnética χ. e:
magnetización remanente anhistérica MRA. f: magnetización remanente isotermal de saturación MRIS son parámetros dependientes de la concentración
de granos ferrimagnéticos. g: Susceptibilidad dependiente de la frecuencia χdf % es un indicador de partículas ultrafinas superparamagnéticas SP (<0.05
μm). h: El cociente MRA/MRIS es un indicador de tamaños de partícula magnética. i: Los cocientes S300 son cercanos a 1 para minerales magnéticamente suaves como Ti-magnetita/Ti-maghemita, y << 1 para minerales magnéticamente duros, como hematita y goethita. j: La relación de parámetros
de histéresis magnetización remanente y magnetización de saturación Mr/Ms. k: coercitividad de remanencia y coercitividad Bcr/Bc, son indicadores del
tamaño de partícula magnética. l: Zonas magnéticas definidas V a I, así como las edades de sus límites en años calendario antes y después de nuestra era
(aC y dC), calculadas a partir de la interpolación lineal de las fechas de 14C obtenidas. TJ señala la posición de la Toba Jala. Las líneas de color gris en la
zona I señalan periodos secos inferidos a 1475, 1560, 1650 y 1830 dC. La intensidad del fondo gris indica donde los procesos de disolución de minerales
magnéticos han sido más intensos.
(> MRA/MRIS), lo que concuerda con los fenómenos de
disolución y re-precipitación de minerales ferrimagnéticos
(magnetita) interpretados en la facies de turba, que es una
de las facies dominantes en este intervalo. El conjunto de
características magnéticas y no magnéticas indica erosión de
cubierta vegetal, suelos y rocas de la cuenca, y acumulación
3
c (mm /kg)
CIT (%)
2
4
6
1
rápida de sedimentos, lo que sugiere condiciones de mayor
humedad con intensas precipitaciones.
Zona IV (ca. 180 aC - 600 dC; 7.66 - 5.33 m)
La transición a la zona IV está marcada por el decremento en COT, y el incremento en CIT y en la concentración
cdf%
2
6
MRA/MRIS
12
0.01
0.02
1140 dC
4
III
TJ(?)
5
600 dC
Figura 8. Detalle de la zona III, en donde se indican los sitios de disolución de minerales magnéticos (líneas gris claro: aumento en CIT, decremento en
χ y en el tamaño de grano χdf % y MRA/MRIS), y precipitación de minerales magnéticos (línea punteada). TJ: Toba Jala.
34
Vázquez-Castro et al.
de minerales magnéticos (unidad litoestratigráfica 4). En el
intervalo 7.21 – 6.9 m (Figura 7, región más obscura), ocurre
la precipitación de carbonatos, la disolución de minerales
magnéticos y una posterior precipitación de ferrimagnéticos
en tamaños finos.
Estas características, que sugieren condiciones anóxicas y más cálidas semejantes a las de la facies limo ocre,
tuvieron una duración menor a 100 años. A partir de ca. 70
dC (6.9 m), disminuye el COT y la concentración de los
minerales magnéticos de tamaño grueso (parte superior de
la subunidad 4c). La mínima concentración de minerales
magnéticos coincide con la subunidad 4b, en la que abundan
cenizas félsicas. El máximo de χ, MRA y MRIS en ca. 455
dC (5.76 m) coincide con una probable tefra. Por arriba
de ese nivel disminuyen gradualmente los parámetros de
concentración y el tamaño de granos (> DS). Los depósitos
volcaniclásticos y el carbón asociado señalan el impacto del
volcanismo en las condiciones ambientales y la vulnerabilidad del terreno a la erosión eólica o fluvial.
Zona III (ca. 600 – 1140 dC; 5.33 – 3.8 m)
Esta zona presenta un claro contraste respecto a la
anterior. El CIT presenta la mayor frecuencia de valores
mayores a 2%, semejantes sólo en la región centrada en 7.1
m de la zona IV, y el intervalo de transición entre las zonas
II a I. En esta zona ocurre la disolución y re-precipitación
de minerales magnéticos más intensa y prolongada, lo que
indica la sucesión de condiciones reductoras y oxidantes.
Como se discutió para la facies de limo ocre, esta zona probablemente representa condiciones de mayor temperatura,
con el establecimiento de una estratificación periódica en el
lago que produce condiciones anóxicas en el fondo que permiten la conservación de la materia orgánica, concentración
de carbonatos y alto pH, lo que sugiere mayor evaporación y
condiciones más secas. La Toba Jala ocurre en este periodo,
y provoca un aumento en la concentración de minerales
magnéticos de tamaño grueso. Las características de los
parámetros magnéticos, COT y CIT descritos para esta zona
abarcan las unidades litoestratigráficas 3 y 2b.
Zona II (ca. 1140 – 1410 dC; 3.8 – 1.98 m)
Los registros analizados indican un cambio en las
condiciones ambientales, en relación a la zona anterior. Esta
zona abarca la unidad litoestratigráfica 2a. La concentración
de los minerales magnéticos es más alta y los granos son
más gruesos. Aunque se registran variaciones de mayor
amplitud en los parámetros de concentración y tamaño de
grano en donde el CIT presenta valores altos (3.18 – 2.35 m),
éstas no presentan de manera clara el patrón definido para
la zona III. Lo anterior sugiere que si bien se presentaron
condiciones que permitieron la precipitación de carbonatos,
no se produjo una disolución particularmente fuerte como
en la zona III. Las condiciones inferidas son un balance
precipitación/evaporación (P/E) mayor que en la zona III
(mayor humedad o menor temperatura), con episodios secos
en donde aumenta el CIT.
Zona I (1410 - 2002 dC, 1.98 - 0 m)
La transición a la zona I (unidad litoestratigráfica 1)
presenta características semejantes a la zona III, en las que
se interpretan condiciones cálidas-secas por un periodo de
ca. 30 años. Posteriormente hay un regreso a condiciones
similares a las de la zona II. En esta zona se presentan las
mayores variaciones de la concentración de los minerales
magnéticos, en la que los tamaños de grano permanecen
relativamente constantes. Cuatro episodios centrados en ca.
1475, 1560, 1650 y 1830 dC presentan baja concentración
de minerales magnéticos. Los tres más antiguos tienen
características similares a los intervalos de disolución/precipitación descritos en la zona III. Las características de la
mineralogía magnética sugieren para esta zona condiciones
variables, con periodos relativamente húmedos, alternados
con intervalos más cálidos y/o secos (< P/E). En los últimos
ca. 180 años hay una disminución en la erosión, reflejado
en la disminución de concentración de minerales magnéticos, lo que indica que no hay mayor erosión por actividad
antropogénica en el cambio de uso del suelo en las últimas
dos centurias.
RELACIONES ENTRE EL REGISTRO DE SANTA
MARIA DEL ORO Y LOS CAMBIOS CLIMÁTICOS
REGIONALES
La información derivada de los registros lacustres
se encuentra sintetizada en la Figura 9. Se utilizan los
registros que presentan una aceptable escala cronológica
de los últimos 3,000 años, así como información sobre la
relación P/E o la temperatura. Los registros de Michoacán
incluyen Zacapu, Yuriria y Zirahuén (Metcalfe, 1995;
Metcalfe y Hales, 1994; Davies et al., 2004). En Páztcuaro
(Michoacán) existe ambigüedad en las interpretaciones de
los registros, especialmente para el periodo entre 700 y
1100 dC (Bridgwater et al., 1999; Fisher et al., 2003), por
lo que se excluyen de la síntesis. Del Alto Lerma se incluye
el registro de Santa Cruz Atizapán (Caballero et al., 2002).
En Los Tuxtlas: Lago Verde y Pompal (Lozano-García et
al., 2004; Caballero et al., 2006; Ortega et al., 2006; Goman
y Byrne, 1998), y del área Maya: Punta Laguna (Curtis
et al., 1996) y Chichancanab (Hodell et al., 1995, 2001),
Salpetén (Rosenmeier et al., 2002), y Pantano Manchón en la
costa del Pacífico en Guatemala (Neff et al., 2006) (Figura
1).
Las secuencias de la región lacustre de Michoacán
ofrecen un registro más detallado a partir de ca. 650 dC.
Antes de ese tiempo, los registros son discontinuos y fragmentados. En Zacapu, el Alto Lerma y el área Maya se
reconoce un aumento en el balance P/E y niveles lacustres
relativamente altos antes de 200 aC, condiciones húmedas
que también se observan en SMO. El incremento en la temperatura hacia la parte final del Formativo tardío en SMO
coincide con el decremento de los niveles lacustres en Alto
Lerma y Los Tuxtlas. El impacto de la actividad volcánica
35
Mineralogía magnética de sedimentos lacustres, Santa María del Oro, occidente de México
Periodos
arqueológicos
Región lacustre Michoacán
SMO
Zacapu
Años
Yuriria
Disminuye
erosión.
1,800
Colonial
1,600
1,400
Post
Clásico
1,200
Condiciones
variables,
periodos
húmedos y
episodios
más
cálidos
y secos.
800
Más húmedo
dos periodos
secos sin
fechar
(1400? y ?)
Seco
Incremento
en erosión
Aumento de
precipitación
o
disminución de
temperatura.
Mayor
temperatura,
el periodo
más seco.
Cesa la
perturbación
Nivel
lacustre bajo
Erosión
Agricultura,
Seco
el periodo
Rápida
más seco.
disminución
El lago se
en nivel lacustre
secó entre
ca. 720 dC
ca. 650 y
1100 dC
200
dC
aC
Formativo
tardío
Mayor erosión
Bajo nivel
lacustre
Altos niveles
lacustres,
actividad
volcánica
altera
temporalmente
el ambiente
Cuenca
estable
Erosión
del suelo,
alta
perturbación
en la
cuenca.
Nivel lacustre
muy bajo
Aumenta nivel
lacustre
Aumento
de niveles
lacustres y
expansión
de bosques.
Cuenca
estable,
lago somero
más seco?
Nivel lacustre
muy bajo
Mayor
humedad,
decremento
en
agricultura
Actividad
volcánica
impacta
en el
ambiente
Más
cálido
?
?
Nivel lacustre
muy bajo
Aumenta
temperatura
400
Erosión,
intensas
precipitaciones,
mayor
humedad?
600
Nivel lacustre
relativamente
profundo
Lago
relativamente
profundo,
más frío?
Cuenca
inestable,
erosión
intensa.
Agricultura y
deforestación.
Niveles
lacustres
muy bajos.
200
Formativo
medio
a)
Erosión
Nivel lacustre
particularmente
bajo
Perturbación,
incremento en erosión
Formativo
terminal
400
Area Maya
1800
Relativamente
más
húmedo
1350
Periodo cálido medieval
600
Clásico
temprano
Los Tuxtlas
Pequeña edad de hielo
1,000
Clásico
tardío
Alto Lerma
Zirahuén
Relativamente
más
húmedo
Severas
sequías
multianuales
Colapso
Maya
950
Peridos
breves
de aumento
de humedad
Clima
más
seco,
reducción
de niveles
lacustres.
Seco
Actividad
volcánica.
Agricultura.
Bajos
niveles
lacustres.
Relativamente
húmedo,
altos niveles
lacustres.
Deforestación.
= severas sequías
= condiciones secas
b)
c)
d)
e)
f)
Figura 9. Síntesis de la información paleoclimática y paleoambiental en el centro-sur de México para los últimos ca. 2,600 años. Se indica la duración
del “Periodo Cálido Medieval” y la “Pequeña Edad de Hielo”. a: Escala cronológica de los periodos arqueológicos. b: Interpretación del registro de Santa
María del Oro (este estudio). c: Registros de la región lacustre de Michoacán, basados en análisis de diatomeas y metales pesados. d: Registro del lago
Santa Cruz Atizapán (Alto Lerma), basado en análisis de diatomeas y propiedades magnéticas. e: Registros de los lagos Pompal (polen) y Lago Verde
(propiedades magnéticas y geoquímicas) en Los Tuxtlas. f: Conjunto de registros del área Maya, basados en análisis de isótopos de O y C y polen.
durante el Formativo terminal y el Clásico temprano en
SMO impiden elaborar interpretaciones climáticas con los
parámetros analizados. Para este período se documentan el
inicio de condiciones secas en el centro y oriente y sureste
de México.
La disminución de los niveles lacustres, el balance
negativo en la relación P/E, y en algunos sitios modificaciones en el uso del suelo (agricultura o abandono de los
sitios), son características que indican un patrón regional de
condiciones más secas durante el Clásico en Mesoamérica, y
que tuvieron una duración de alrededor de 500 años (Figura
9). Éstas se reconocen claramente en el registro de SMO
hacia el final del Clásico, entre ca. 600 y 1140 dC (zona
III), periodo durante el cuál se documentan fases con un
balance P/E negativo. Los avances del análisis de isotopía
en ostrácodos apuntan también en ese sentido (Rodríguez et
al., en preparación). De acuerdo con las escalas de tiempo
disponibles, tanto en SMO como en Zirahuén las condicio-
36
Vázquez-Castro et al.
nes secas se prolongan por más de 200 años, en relación a
las documentadas en Los Tuxtlas.
Después del Clásico, entre ca. 1000 y 1400 dC, los
registros paleoambientales del Alto Lerma, Los Tuxtlas y
el área Maya muestran un cambio hacia condiciones más
húmedas, el aumento de niveles lacustres, y en algunos
casos el cese de la perturbación antrópica. Los registros
de Michoacán son ambiguos, y sólo coinciden en señalar
incremento en la erosión entre ca. 1250 – 1400 dC. En
SMO se reconoce también un aumento en la relación P/E
durante la mayor parte del Postclásico, entre ca. 1140 y
1410 dC (zona II). Estos periodos de mayor humedad coinciden con el “Periodo Cálido Medieval” (ca. 950 – 1350
dC), término que al igual que “Pequeña Edad de Hielo”
son usados de manera informal en este trabajo, y que se
refieren al calentamiento y posterior enfriamiento iniciados
hace aproximadamente 1000 años (Bradley et al., 2003;
Hughes y Diaz, 1994).
Para la “Pequeña Edad de Hielo” (ca. 1350 – 1800
dC), el registro de Zirahuén marca la transición de periodos
de erosión a estabilidad en la cuenca, el establecimiento
de condiciones más secas hacia 1750, y el impacto de las
actividades humanas en el siglo XVIII. En Los Tuxtlas y
algunos registros del área Maya se reconocen condiciones
húmedas durante este tiempo. SMO presenta fluctuaciones
entre condiciones relativamente húmedas alternadas con
episodios más cálidos y secos entre 1410 y 1830 dC (zona
I). En estudios de dendrocronología en Durango (NW de
México), se reporta la peor sequía de los últimos 700 años
entre 1540 y 1579, y otra entre 1857 y 1872 (Cleaveland et
al., 2003). En Los Tuxtlas se reportan bajos niveles lacustres entre 1785 y 1885 dC (Caballero et al., 2006). Estas
señales de disminución en P/E y las sequías documentadas
en Durango entre 1540 y 1579, correlacionan con el registro
de SMO.
En los últimos ca. 180 años disminuye la erosión en
SMO. No hay evidencia de mayor erosión por la actividad
antropogénica en el cambio de uso del suelo en las últimas
dos centurias. Aunque es probable que SMO haya sido un
lugar atractivo para el establecimiento de poblaciones en los
milenios recientes, el registro de la historia de ocupación y la
evolución de sociedades prehispánicas en la región es muy
fragmentado, aunque se considera que al menos desde ca.
200 aC existieron grupos semisedentarios asentados en las
márgenes del Río Grande de Santiago, que se desplazaban
con las estaciones del año (Barrera-Rodríguez, 2006).
últimos 2,600 años. Los sedimentos están compuestos de
tres componentes principales: 1) detritos litogénicos, 2)
carbonatos autigénicos y biogénicos, y 3) material amorfo
de restos biológicos y volcánicos. Las acumulaciones volcaniclásticas incluyen dos tefras, una de ellas identificada
como la Toba Jala (ca. 860 dC), producida por el volcán
Ceboruco.
La variación de las características magnéticas y no
magnéticas en los sedimentos puede explicarse a través de
modelos que involucran la disolución y re-precipitación de
minerales de hierro, variaciones en la relación P/E y cambios
en la erosión de la cuenca y el aporte de detritos. El intervalo
entre 600 y 1140 dC se reconoce como el periodo con la
menor relación P/E. En éste se postula el establecimiento
de condiciones cálidas y secas que originaron anoxia en
las aguas del fondo del lago, donde ocurrió la disolución
de óxidos de hierro y la precipitación de carbonatos, entre
ellos siderita. Este episodio seco coincide con el patrón
regional de condiciones más secas durante el Clásico en
Mesoamérica (300 – 900 dC), particularmente hacia el fin
de este periodo, y que tuvieron una duración de alrededor
de 500 años. El fin de este intervalo seco y el posterior establecimiento de condiciones relativamente más húmedas
coinciden con el “Periodo Cálido Medieval”. Durante la
“Pequeña Edad de Hielo”, se observan constantes fluctuaciones entre condiciones relativamente húmedas, alternadas
con episodios más cálidos y secos. En apariencia, no hay
evidencias de impacto humano prehispánico en la cuenca.
AGRADECIMIENTOS
I. Márquez realizó los modelos de elevación. S. Sosa,
R. Robledo, L. Oseguera y A. González colaboraron en
la obtención de los núcleos. Agradecemos la ayuda de R.
Lozano, T. Pi y S. Angeles en los análisis de FRX, DRX y
MEB, respectivamente. Este trabajo fue financiado por los
proyectos DGAPA IN107928 e IN203102, y CONACyT
G28528T. Los parámetros de magnetismo de rocas medidos en bajas temperaturas fueron realizados en el Institute
for Rock Magnetism (IRM) y las determinaciones de
COT/CIT en el Limnological Research Center, ambos de
la Universidad de Minesota, EEUU. El IRM es financiado
por la Earth Sciences Division of the National Science
Foundation y la W.M. Keck Foundation. Los autores agradecen los valiosos comentarios de la Dra. Ana Moreno y
el Dr. Blas Valero.
CONCLUSIONES
REFERENCIAS
Los sedimentos laminados del lago Santa María del
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ambientales y climáticos ocurridos durante el Holoceno
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Manuscrito recibido: Febrero 7, 2007
Manuscrito corregido recibido: Julio 6, 2007
Manuscrito aceptado: Agosto 17, 2007